滇东富源古敢水族乡热水塘锶—氟—硅—氡型理疗热矿水的地球化学特征及成因.pdf

9 卷第3 期滇东富源古敢水族乡热水塘锶一氟一硅-氢型理疗热矿水的地球化学特征及成因陶兰初，朱星强），张七道1-2），马一奇），魏总，庞龙），涂春霖），和成忠），刘红豪1)1）中国地质调查局昆明自然资源综合调查中心，昆明，6 50 10 0；2）中国地质大学（武汉）资源学院，武汉，430 0 7 4内容提要：为支撑滇东富源县古敢水族乡热水塘温泉旅游的开发和可持续利用，笔者等通过采集区内水样进行水化学及环境同位素分析，对温泉的形成机理及其理疗价值进行了研究。结果表明：热水塘温泉温度为37.8 42.2，p H 值为7.2 4 7.7 5,TDS（溶解固态物质总量）的质量浓度为12 45 18 40 mg/L，属于中低温弱碱性热矿水。温泉水中偏硅酸的质量浓度为48.2 0 6 0.57 mg/L,F为2.8 6 2.94mg/L,Sr为8.6 0 14.40 mg/L,均达到了硅水、氟水、锶水的理疗水质标准，此外温泉水中2 2 2 Rn浓度达到了12 9.4Bq/L,接近于氨水的理疗水质标准，具有较大的开发利用价值。热水塘温泉水中阳离子以Ca2、M g*为主，阴离子以SO、H CO,，为主，水化学类型为SOCa2Mg*型。石膏和碳酸盐岩矿物的溶解是控制热水塘温泉水化学特征的主要因素，其中石膏的溶解占据了主导地位。参与水岩反应的CO，的8 3Cco（V-PD B)值为-11.6 4%-14.2 4%o，具有明显的沉积有机质来源特征。14C测年结果表明热水塘温泉年龄为32 91aBP，氢氧同位素特征表明热水塘温泉由大气降水补给，补给高程为2 10 1.9 2 138.3m，补给区温度为5.9 6.2。利用硅一恰方程法计算得出热水塘温泉的冷水混合比例为0.8 4 0.8 9,综合硅一恰方程计算的热储温度和校正后的Si0，地热温标计算的热储温度，得出热水塘温泉的热储温度为17 3.1 2 2 0.3，循环深度为 2 0 59.7 2 6 6 1.1 m。关键词：理疗温泉；水文地球化学；同位素；滇东古敢水族乡云南地热资源丰富，温泉众多，大致以红河一金沙江断裂为界分为滇东、滇西2 个热水区（施玉北等，2 0 19），滇东热水区共出露温泉193处，受断裂控制明显，水温一般比滇西地区的温泉要低，主要以中一低温为主,由于滇东地区碳酸盐岩分布广泛,因此热储类型主要以碳酸盐岩热储系统为主，根据构造及温泉分布特征，热水塘温泉属于滇东弥勒一师宗热水带。前人对滇东地区的温泉开展了一系列研究工作，但是这些研究主要集中于小江断裂带（赵珂等，2 0 0 5；杨雷等，2 0 11；王云等,2 0 14)以及滇东南（陶时雨等，2 0 15；罗成等，2 0 18；王云等，2 0 18；王云，2021)等区域，区内大部分地区的温泉还未开展过详细的研究工作。近几年随着乡村振兴战略的不断深人，温泉作为一种具有良好经济效益的旅游资源越来越受到大家的关注和青睐，对区内温泉的开发利用也日渐频繁，从而造成了区内温泉的开发速度已远远超过了勘查和研究的速度，严重威胁着区内地热资源的可持续发展（程先锋，2 0 0 8；刘云，2011)。滇东古敢水族乡位于云南省富源县黄泥河镇，是云南省唯一的水族乡，也是富源县十二个乡镇（街道)中唯一没有工业、不受矿山污染、原始古朴的乡镇，素有滇东“小桂林”之美誉（曹振宇等，2019），极具生态旅游开发价值，区内热水塘温泉是其重要的旅游资源之一。本次调查发现热水塘温泉水中的氢、锶、偏硅酸及氟均达到了医疗价值浓度，极具开发利用的价值，但是目前对其的研究程度较低，仅在少量的资料中有所提及（云南地方志编纂注：本文为中国地质调查局项目（编号：DD20208075、ZD 2 0 2 2 0 318、ZD 2 0 2 2 0 12 8）的成果。收稿日期：2 0 2 2-0 6-19；改回日期：2 0 2 2-11-10；网络首发：2 0 2 2-11-2 0；责任编辑：章雨旭。Doi：10.16 50 9/j.g e o r e v i e w.2 0 2 2.11.0 35作者简介：陶兰初，男，198 9年生，硕士，工程师，主要从事地热地质研究；Email：6 90 2 8 6 149 q q.c o m。通讯作者：张七道，男，198 6 年生，硕士，高级工程师，主要从事地热地质研究；Email：50 6 6 7 6 42 1 q q.c o m。960论质地20233年评委员会，1999；梁乃英，2 0 0 0）。笔者等以热水塘温泉域为研究对象，系统采集了温泉水以及泉域内的冷泉水和地表水样品，分析其水化学特征及同位素特征，并结合区域地质背景，对温泉的水源补给、冷热水混合、热储温度、循环深度、年龄以及成因模式等方面进行了探讨，以期为该地区温泉资源的开发和可持续利用提供科学依据，助力民族地区旅游经济的发展和乡村振兴。1研究区概况研究区所处的大地构造位置为上扬子古陆块之滇东碳酸盐台地与南盘江一右江前陆盆地之泸西被动陆缘的交汇部位（图la），断裂构造十分发育，其中区域上弥勒一师宗深大断裂的分支大断裂一小蜡104401044791(a)T(b)DB02N小江断裂、T.g研究区你勒师宗哀牢山变质基底杂岩昆明市断裂T.泸西被动陆缘陆缘T.0100km都龙变质核杂岩DBO1T.gWQ02Db03T.gWQ03LQ06T.8热水塘WQ01T.gT.人T.gT28田韦青LQ05T.FT.fT.gLQ02K五乐社区大寨LQ04LQOTDB05革里T&T.gT.8T.8T.gDB04T.F采样位置T.g500msamplelocationLQ03断层地质界线河流地名研究区faultgeologicalboundaryriverplacenamestudyarea图1滇东大地构造单元分区图（a）以及滇东富源古敢水族乡及邻区地质简图（b）Fig.1 Map of geotectonic units in Eastern Yunnan(a)and simplified geologic map ofGugan Shui Nationality Township(b)and neighboring area in Fuyuan,Eastern YunnanT2g关岭组一段;T2g关岭组二段;T2g关岭组三段；T,F一法郎组一段；T,F一法郎组二段T2g-the First Member of Guanling Formation;T2g2the Second Member of Guanling Formation:T2g-the Third Member of Guanling Formation;Tafthe First Member of Falang Formation;T,fthSecond Member of Falang Formation甲断裂为研究区内最重要的断裂，断裂总体呈北东向展布的舒缓波状，断面倾向西北，倾角较陡，断裂在黄泥河一带逐渐形成向北突出的弧形,该弧形断裂两侧岩层扭曲、牵引现象显著，岩石强烈挤压破碎，是地下水运移的良好通道，可贯通和汇聚深部岩层的地下水。研究区地层主要为中三叠统关岭组（T 2 g）和法郎组（T,f)。关岭组主要为一套浅海相碳酸盐岩沉积，根据岩性组合特征共划分为3段：一段（T2g）岩性主要为灰白色泥质白云岩、微晶白云岩夹杂色细粒陆源碎屑岩，局部夹膏岩层；二段（T 2 g）岩性主要为深灰色中薄层泥晶灰岩、泥质灰岩、含硅质结核灰岩与中厚层泥晶颗粒灰岩互层；三段（T,g）岩性主要为浅灰色中一薄层状泥晶白云岩夹纹层状含膏盐微晶白云岩。法郎组主要为碳酸盐缓坡向前陆盆地转换的过渡沉积，根据岩性组合特征共划分为两段：一段（T,F）岩性主要为泥质灰岩、生物碎屑灰岩；二段（T,F）岩性主要为粉砂质泥岩夹岩屑砂岩。根据区内地层岩性和富水特征，区内地下水类型可划分为两类：第一类为碳酸盐岩裂隙溶洞水，分布于研究区周边的广泛山区，主要接受大气降水的补给，含水层为中三叠统关岭组和法郎组一段，受弥勒一师宗深大断裂的影响，地层被断裂切割呈“碎块”状，且岩溶裂隙发育，富水性好，泉流量为3 6 8 L/s。第二类为碎屑岩裂隙水，主要分布于研究区中部，含水层为三叠系中统法郎组二段，富水性较差，受大气降水和地表径流补给。研究区属于亚热带高原型季风气候区，多年平均气温为14.0，干湿季节分明，雨季为6月9月，旱季为10 月至次年6月，年平均降雨量为138 4mm,6月 9月降雨量占全年的69.4%。地势总体北高南低，高程为12 53 2 2 0 0 m,高差9 47961硅氟氢型理疗热矿水的地球学特征及成因陶兰初等敢水族乡热水塘锶第3期+28W*W.+*W+2+-_00H+2V:+8-+-_00H+2+2+2一2OS._OOH OS._OOH2一一_一一OS！.O0H.O0H212S._OOHSO9S5SOt09:01t8580988858二三三910ZI022 20989208810900880 61086S0980610SL0288 58L09:00ISS8554一245098200:8t00890t6822261.O0H00S6100S610060000T9100S6100812009(1/eu)d+N282433258891688SS828SO0SO0960722二2+009t160996966:08LL6160910084SOTSt066S61S90L89S2t99L096900tL+2986LSAL906to09SLL778SLL5274728780880tI8()8262600800忆53S612各100MC0OM100T20016OOTtoo1SOOT9001米型温泉水冷泉水地表水m。区内水系发育，主要的河流为小黄泥河，由北向南纵贯研究区，其支流补掌小河、革里河由东向西在热水塘附近汇人小黄泥河。热水塘温泉共出露3个泉眼，均分布于小蜡甲断裂附近的次级断裂上（图1b）,分布高程为12 7 1.9 12 7 3.6 m。目前温泉主要用于洗浴，尚未实质性开发利用。2样品采集与测试2021年5月对热水塘温泉、冷泉及地表水进行了野外调查及取样工作，取样位置如图1所示。水质全分析测试在湖北省地质试验测试中心进行，取样前均用目标水样对取样瓶清洗三次，取样时将取样瓶浸没于水体中，并在水下密封后取出，用于阳离子（Ca2、M g 2*、Na*、K*）分析的水样加入硝酸酸化至pHHCO,CI、Ca 2 M g*Na*+K*,冷泉水及地表水离子平均质量浓度整体表现为HCO,SOCI、Ca M g 2*Na*+K*。从Piper三线图（Piper,1944）中可以看出，冷泉水化学类型为HCO,Ca2+Mg*型和HCO,Ca2型,地表水化学类型为HCO,一Ca2+Mg2*型和HCO，SoCa2Mg*型，而温泉水化学类型为SOCa2*Mg*型，温泉水与冷泉水、地表水可明显划分为两个区域，说明温泉水与冷泉水、地表水可能经历了不同的水化学演化过程（图2）。区内温泉水与冷泉水、地表水相比，S0超常富集，达到7 46 1137mg/L,属于硫酸盐型热矿水。温泉水中HCO，质量浓度为195 2 13mg/L，整体上要低于冷泉水和地表水，Cl离子质量浓度为0.2 2 0.7 5mg/L，也要低于冷泉水和地表水。阳离子方面,区内各水体中Na*、K*总体上均较低，温泉水中（Na*+K*）质量浓度为1015mg/L，稍高于冷泉水，而与地表水相当。温泉水中Ca2+、M g 2*质量浓度分别为30 4 451mg/L和46 6 9mg/L,均要高于冷泉水和地表水,尤其是Ca+质量浓度要显著高于冷泉水和地表水。从表1可看出，研究区温泉水中偏硅酸平均质量浓度为54.94mg/L，最大值为6 0.57 mg/L；F平均质量浓度为2.91mg/L，最大值为2.94mg/L；Sr平均质量浓度为11.47 mg/L，最大值为14.40 mg/L。显然，温泉水中这些有益组分含量普遍高于冷泉水,这可能是由于温泉水在深循环过程中与围岩发生了水岩相互作用导致的。根据地热资源勘查规范（GB/T13727-2016）中理疗热矿泉水水质标准,热水塘温泉水分别达到了硅水、氟水、锶水的理疗标准。此外，本次研究还对其中一个泉眼的温泉水（WQ01)进行了放射性元素镭、氨的测试，结果表明2 2 2 Rn浓度达到了12 9.4Bq/L,接近于氨水的理疗标准（12 9.5Bq/L），而2 2 Ra浓度为0.0 3Bq/L，含量较低，温泉水低2 2 Ra高2 2 2 Rn的特征说明了水体中的2 2 2 Rn不是由2 2 Ra衰变成的,其可能是在高压下原来积聚在深部岩石裂隙中的氨气溶解于地下水中带出地表而形成的（姚在永等，198 2）。离子比值分析可用于分析水化学成分的形成过程及离子来源（马燕华等，2 0 16；李学先，2 0 18）。区内各水体中主要阴、阳离子毫克当量浓度相关关系如图3所示，从图3a可知，区内温泉水、冷泉水和地表水均位于（Ca2）+（M g）与（HCO,）+（SO）的1：1关系线附近，表明石膏及碳酸盐岩矿物的溶解是控制区内各水体中Ca2+、M g 2+、H CO和SO离子来源的主要因素，研究区的地层总体为三叠系中统碳酸盐岩夹碎屑岩地层，这套地层主要形成于半封闭一封闭的碳酸盐潮坪一泻湖沉积，并且局部伴生有石膏和石盐（方尚武等，2 0 19；曹建文等，2 0 19），因此认为区内各水体中Ca、M g*、HCO，、SO 等离子来源与石膏及碳酸盐岩矿物的溶解有关。而从图3b和3c可知，在冷泉水和地表水中碳酸盐岩矿物的溶解占据了主导地位，温泉水中石膏的溶解占据了主导地位。Na*和K*离子主要963氟一硅氢型理疗热矿水的地球学特征及成因陶兰初等：滇东富源古古敢水族乡热水塘锶第3 期3030(a)(b)25E25温泉(1/bow)(3W)A+(,e0)(1/baw)(,3)i-(,e0)20温泉201515冷泉及地表水温泉碳酸盐岩矿物溶解线温泉10hot spring10hot spring石膏及碳酸盐岩矿物溶解线冷泉coldspring冷泉coldspring55地表水冷泉及地表水地表水surfacewatersurfacewater00051015202530051015202530y(HCO,)+(SO,)(meq/L)(HCO,)(meq/L)140.6(c)(d)120.5温泉(T/bow)()A+(eN)A10(1/bow)/(e0)0.4温泉8石盐矿物溶解线0.360.2温泉4冷泉及地表水石膏溶解线温泉hot springhot spring冷泉冷泉0.1冷泉cold springcoldspring2地表水地表水surfacewatersurfacewater0010246810121400.10.20.30.40.50.6y(SO,)(meq/L)(C1)(meq/L)图3研究区各水体中主要阴、阳离子相关关系图Fig.3 Correlation of major anion and cations from the water in the study area来源于硅酸盐岩和石盐的溶解，而石盐的溶解会释放出等浓度的（Na*+K+）和CI（张涛等，2 0 2 0），从图3d可知，区内各水体样品分布规律差异较大，其中冷泉水样品均位于（Na）+（K*）与（CI）的1：1关系线附近,表明石盐的溶解是其Na、K*、Cl的主要来源，而温泉水中（Na）+（K*）远远高于（CI）,说明温泉水中Nat、K+可能还来源于硅酸盐岩的溶解。地表水样品在（Na*）+（K*）与（CI）关系图中总体分布较为杂乱和分散，很可能是受到了一定的人类活动影响（涂春霖等，2022)。矿物饱和指数（SI)是判别水体中各矿物溶解一沉淀能力的重要参数，利用SI值可判断地下水与围岩主要矿物的平衡状态。笔者等利用PHREEQC水化学模拟软件对区内温泉水和冷泉水中矿物饱和状态进行了模拟。矿物饱和指数计算公式如下：SI=lg(IAP/K)(1)式(1)中：IAP代表水溶液中组成某矿物的阴、阳离子活度之积；K，代表水样在测定温度条件下热力学平衡常数。当某种矿物的SI0时,说明该矿物在水中处于过饱和状态；SI0时,说明该矿物在水中处于非饱和状态；SI=O时，说明该矿物在水中处于平衡状态。根据区内地下水含水层岩性特征，主要模拟了硬石膏、方解石、白云石、萤石、石盐、石膏、天青石、菱锶矿、石英、玉髓等矿物的饱和指数，结果见表2。从表2 中可以看出，除样品LQ06以外，温泉水和冷泉水中方解石、白云石等碳酸盐岩矿物的饱和指数（SI)都大于O,说明这两种矿物在地下水运移过程中处于过饱和状态，并有沉淀的趋势，方解石、白云石处于过饱和状态主要与区内含水层岩性以灰岩、白云岩为主有关。温泉水和冷泉水中硬石膏、石膏以及石盐等蒸发岩类的饱和指数（SI)均小于O，处于未饱和状态，表明硬石膏、石膏以及石盐等蒸发岩类矿物在温泉水和冷泉水中将继续溶解；温泉水中天青石、菱锶矿等锶的矿物饱和指数（SI）比冷泉水更接近于0,尤其是天青石矿物在温泉水中已经达到饱和或接近饱和状态，研究表明区内三叠系关岭组含水层属于富锶地层，地层岩样的锶质量分数9642023年论质地评表2 研究区温泉水和冷泉水主要矿物饱和指数Table 2 Main mineral saturation index of the hot spring and cold spring waters in the study area样号硬石膏方解石天青石玉髓白云石萤石石膏石盐石英菱锶矿WQ01-0.580.47-0.162.160.59-0.06-2.45-11.132.53-0.60WQ02-0.470.41-0.102.270.440.12-2.31-10.782.66-0.73WQ03-0.400.760.012.301.130.16-2.24-10.972.69-0.33LQ01-2.480.56-3.04-0.440.89-2.69-2.24-9.390.01-1.48LQ02-2.460.60-2.96-0.391.02-2.85-2.22-9.190.05-1.37LQ03-2.520.39-3.22-0.490.65-2.48-2.28-9.41-0.05-1.78LQ04-2.850.46-4.02-0.670.81-2.89-2.61-11.46-0.22-2.17LQ05-2.050.56-2.64-0.300.25-2.68-1.82-10.740.13-1.51LQ06-2.35-0.24-2.91-0.01-1.28-2.60-2.12-9.910.42-2.28表3研究区各水体中同位素测试结果Table 3 Qxygen and hydrogen isotopic compositions of the water in the study area温泉水冷泉地表水WQ01WQ02WQ03LQ02LQ04LQ05LQ06DB01DB01Dv-SMOw(%o)-77.34-77.24-78.09-63.33-67.85-66.89-57.70-54.82-68.27818Ov-SMOw(%o)-11.07-11.07-11.18-9.23-9.85-9.74-7.92-8.10-9.89平均值达到118 7 g/g（周长松等，2 0 2 0），由于温泉水温度高、径流时间长，与围岩中含锶矿物发生了较为充分的水岩相互作用，导致其锶含量显著高于冷泉水，从而使得水中锶的矿物更加趋近于饱和。值得指出的是，区内三叠系关岭组含水层高锶背景，也导致了区内冷泉水中锶平均质量浓度达到了0.2 3mg/L,超过了国家饮用天然矿泉水锶质量浓度标准（0.2 mg/L）,具有一定的开发锶矿泉水的潜质；萤石矿物在温泉水中达到了饱和或接近于饱和状态，而在冷泉水中全部处于未饱和状态，其原因主要是由于区内三叠系碳酸盐岩地层中萤石主要沉积于膏岩层中（毛健全等，1991），而区内温泉水主要受石膏溶解的控制，石膏大量溶解的同时膏岩层中萤石矿物也发生了大量溶解所致；石英、玉髓等硅的矿物在温泉水中均处于过饱和状态，而在冷泉水中处于未饱和或接近于饱和状态，这主要是因为区内碳酸盐岩地层中夹有一定的碎屑岩和硅质结核灰岩，这些含硅岩石的存在,是形成区内偏硅酸型温泉的物质基础，加上温泉水的温度高、径流时间长等因素，从而导致了含硅矿物在温泉水中大量的溶解，而使之达到过饱和状态3.2同位素组成特征3.2.1氢氧同位素从表3可知，研究区温泉水的S18Ov-sMOw值介于-11.0 7%-11.18%之间，平均值为-11.11%；-20F温泉hot spring-30冷泉coldspring-40地表水surfacewater5000MOWS-A60冷泉及地表水70-80温泉-90全球大气降水线global meteotic waterline-100昆明大气降水线Kunmingmeteoticwaterline-110-15-14-13-12-11-10-9-8-7-6-5-4Ovsvow(%)图4研究区各水体氢氧同位素组成Fig.4 Oxygen and hydrogen isotopic compositionof the water in the study areaDv-sMOw值介于-7 7.2 4%o-78.09%o之间，平均值为-7 7.56%o。冷泉水的s*0v-5Mow值介于-7.92%o-9.85%o之间，平均值为-9.19%;8 Dv-sMow值介于-57.70%o-67.85%o之间，平均值为-6 3.94%o。地表水的s10v-SMow值为-8.10%-9.8 9%o之间，平均值为-9.0 0%o;8Dv-SMow值为-54.8 2%o-68.27%o之间,平均值为-6 1.55%o。根据研究区氢氧稳定同位素数据绘制出温泉的SDv-SMOw与8 0 v-SMow关系图（图4），从图中可以看965硅氟氢型理疗热矿水的地球件学特征及成因陶兰初等富源古敢水族乡热水塘锶第3 期出,研究区所有水样SDv-SMOw及S1Ov-sMow数据均分布在全球大气降水线（SDv-SMOw/%o=810v-sMow/%+10）及昆明大气降水线(8Dv-SMow/%o=6.56 s180v-Mow/%o-2.96）附近（Cr a i g，196 1；朱秀勤等，2 0 13），表明各水体的补给来源为大气降水。此外,区内温泉水的8 Dv-sMow和1Ov-sMOw值比冷泉水及地表水偏负，明显分为两个区域，推断区内温泉水可能为海拔更高地区的降水补给。氢氧同位素不仅可用于判别地下水的补给来源，还可根据它们的高程效应和温度效应估算地下水的补给高程和补给区的温度（Yurtsever，197 5；周训等,2 0 17)。根据D的高程效应，采用以下两种方法估算温泉水的补给高程方法1:8 D含量与当地海拔高度关系的高程关系公式（周训等，2 0 17）：SDc/%o-SDp/%oH/m=h/m+(2)k/(%o/m)式中H一补给区高程;h一温泉出露高程;8 Dc一样品的SD值;8 Dp一取样点附近大气降水8 D,笔者等以昆明地区的大气降水8 D为准,取-54.2 1%（朱秀勤等，2 0 13）；k一大气降水8 D的高程梯度，取-2.36%/100m（张明亮,2 0 19）。方法2：我国滇东黔西地区8 D值的高度梯度公式(张明亮,2 0 19)：8D/%o=-0.0236H/m-31.08(3)式(3)中SD一样品的&D值;H一补给区高程。由式（2）、（3）计算结果可知，两种方法计算的结果比较相近，笔者等采用两种方法的平均值作为温泉的补给高程，为2 10 1.9 2 138.3m。补给区温度可由大气降水的SD和18 0 值的温度效应进行估算。基于此效应，国内外学者建立了大气降水8 D和s180与空气温度之间的线性关系：s180/%o=0.521t/-14.96(4)8D/%o=3 t/-9 2(5)式（4）为Yurtsever(1975）建立的北半球大气降水的s80与平均温度的关系式，t为月平均温度。式（5)为周训等（2 0 17)建立的中国大气降水与平均温度的关系式，t为月平均温度。通过式（4）、（5)计算的补给区温度见表4,两种方法计算的结果比较接近，取二者的平均温度作为区内地热水的补给区温度，为5.9 6.2，这一结果比现今多年平均温度（14.0）要低，推测这可能是由于温泉补给区海拔一般较高引起的（谭梦如等，2 0 19）3.2.2碳同位素测得研究区温泉水中DIC（溶解性无机碳，Dissolved Inorganic Carbon）的s13Cpic 值为-4.8 1%o-7.72%o，由于温泉水的pH值为7.2 4 7.7 5,在此pH范围内，水中的DIC主要以HCO，的形式存在（袁道先等，2 0 0 3），因此区内温泉水中的8 3CpIc主要表现为 C uco利用热力学及同位素平衡计算水中HCO,相平衡的CO的13C值，可以定量地确定参与水岩作用的CO2的来源（肖琼,2 0 13）。研究表明，当达到同位素交换反应平衡时，重碳酸盐（H CO,）与CO，的8 13C值之差与绝对温度之间存在以下关系(Denies et al.,1974):813cS13Cc02HCO,1.099102-4.54+(6)%0(t/)2式(6)中t为地热水的温度。通过计算,区内温泉水中参与水岩反应的CO，的8 Cco，值为-11.6 4%-14.24%（见表4）。前人研究表明，不同来源的COz表现出不同的碳同位素组成特征，海相碳酸盐岩的s13C为-4%o+4%o(Veizer and Hoefs,1976),岩浆流体的13C为-6%o-4%o（T a y l o r e t a l.,196 7;Taylor,1974;Demny et al.,1998;Faure,1989),变质流体的13C为-6%o-3.5%o（T a y l o r,197 4;Fa u r e,1989），深部慢源CO，的s13C值变化范围一般为-4.7%o-8.0%o（M o o r e e t a l.，197 7），沉积有机质的表4研究区温泉水中碳、氢、氧同位素相应的计算结果Table 4 corresponding calculation results of carban,hydrogen and oxygen isotopes in hot spring water出露高程补给高程(m)补给区温度()13C DIC013Cco2类型样号(m)式1式2平均值式3式4平均值(%)(%)WQ011273.62253.71960.22106.97.54.96.2-7.72-14.24温泉WQ021271.92247.81955.92101.97.54.96.2-6.02-12.86WQ031272.72284.61991.92138.37.34.65.9-4.81-11.64注：8 13CDIc表示温泉水中溶解性无机碳的8 13C值;8 13Cco，表示参与水岩反应的CO,的8 13C值。9662023年论质地评(a)Wq01300田一田一田250田田(0.）200(0.84,185.0)150田田100田田一田-X,50田-由-X,000.20.40.60.81.0冷水混合比例300(b)Wq02250(0.89,224.7)(0.）200田150田田100田田一田X,50田一由-X,000.20.40.60.81.0冷水混合比例(c)WQ03300250(0.88,238.9)200田田田150田田100田田一田-X,50田一田-X,000.20.40.60.81.0冷水混合比例图5硅烩方程计算冷热水混合比例Fig.5 The mixture ratio of cold water by using thesiliconenthalpy equation methodsC为-30%o-10%o(Hoefs,2009)。热水塘温泉参与水岩反应的CO，中，沉积有机质成因占了很大比重，具有明显的沉积有机质来源特征。值得指出的是，滇东其它构造区（比如小江断裂带、滇东南楔形构造区）中地热流体CO，来源也具有明显的沉积有机质特征，其很可能与滇东地区广泛分布的古近系和二叠系含煤地层有关（赵珂等，2 0 0 5；王云等，2014)3.3成因分析3.3.1冷热水混合地热水从深部热储向上运移过程中，随着温度的降低,地热水中SiO,的沉淀析出存在一定的滞后性,因此其可以标志相当长一段时间的地热水温度，及初始的深部热储温度（张云辉等，2 0 2 1）。地下热水中溶解的SiO，遵循石英溶解度曲线,因此在理想条件下，基于温泉和浅部地下冷水的温度和SiO，含量，就可以较为准确估算出温泉的冷水混合比例和热储温度。Fournier等（197 7）提出了硅恰方程法计算冷水混合比例与热储温度，其公式如下：H.X+H,(1-X)=H,(7)S.X+S.(1-X)=S(8)式中：H。为地下冷水的恰值（J/g）;H，为深部热水的初恰值（J/g）;H，为温泉水的烩值（J/g）;X为地下冷水的混合比例。S。为地下冷水的SiO，含量（mg/L);S为深部热水中SiO，含量（mg/L）；S为温泉水中SiO,含量（mg/L）。由式（7）、（8）变换得到以下两个公式：H.-H.X=(9)H.-H.S,-S.X2(10)S.-S.式(9）、（10)中X，和X，分别为对应温度的两条曲线，研究区内地下冷水恰值Hc为144.18 6 8 J/g，地下冷水SiO，含量S。为3.11mg/L。将温泉的温度、恰及Si0，含量间的关系数据依次代人式（9）、（10）中，可得到二者随温度变化的曲线（图5），两条曲线相交的点所对应的值即为冷水混合比例和热储温度。计算结果见表5。3.3.2热储温度一般计算热储温度的方法主要有阳离子地热温度计和SiO，地热温度计。但是在计算热储温度之前，首先需要进行水岩平衡状态分析，以选取适用的地热温度计。通过Na一K一Mg三角图解的分析可知（图6），区内温泉水均位于未成熟水区域，因此不适合用阳离子温度计计算热储温度。SiO,地热温标是利用地下热水中的SiO溶解度与温度的关系来计算地下水的热储温度，前已述及，区内温泉水中石英处于过饱和状态，达到了平衡，因此本次研究主要采用SiO，地热温标进行热储温度的计算。由于区内温泉水温度均未达到当地沸点，无蒸汽损失，故采用967氟一硅一氨型理疗热矿水的地球学特征及成因陶兰初等古敢水族乡热水塘锶第3 期表5研究区温泉热储温度估算结果Table 5 Estimated temperature of the geothermal reservoir of the hot spring water in the study area石英温标热储玉髓温标热储p(Sio,)石英温标热玉髓温标热硅烩方程热储温度p(SiO,)冷热水样号温度（校正前）温度（校正前）(mg/L)储温度（校储温度（校热储温度平均值(mg/L)混合比()()(校正后）正后）（）正后）(）(）()WQ0137.188.457.50.84194.1177.9156.5185.0173.1WQ0243.195.064.60.89333.9217.8203.2224.7215.2WQ0346.698.568.40.88335.7218.2203.7238.9220.3p(Na)/(mg/L)WQ01WQ02完全平衡水WQ0301801601401202001002208Q240260Q08060部分平衡水340未成熟水10p(K)/(mg/L)1000/p(Mga)/(mg/L)图6 研究区地热水Na一K一Mg平衡图解Fig.6 Diagram of NaK-Mg balance of the hot springwater in the study areaSiO地热温度计中的石英温标无蒸汽损失公式（式11)及玉髓一无蒸汽损失公式（式12）计算一热储温度：t1309-273.15(11)p(SiO,)5.19-1gmg/Lt1032-273.15(12)p(Sio,)4.69-1gmg/L通过石英温标（式11）计算得研究区温泉的热储温度为8 8.4 98.5，玉髓温标（式12）计算得研究区温泉的热储温度为57.5 6 8.4。由于研究区温泉水中冷水混合比例较大，会大大降低温泉水中SiO,的含量，因此用SiO,地热温度计计算的温泉热储温度要比考虑混合作用后的硅一恰方程法计算的热储温度偏低很多（表5）。为了准确获得区内地热水的热储温度，笔者等基于前述冷水混入比例对未混合前的热水地球化学组分含量进行反算，然后再采用SiO，温度计方法热储温度进行估算，校正后的Si0，温标方法计算的热储温度为156.5 2 18.2，与硅一恰方程法计算的热储温度（18 5.0 2 38.9）相近，证实了其准确性，笔者等取两种方法的平均值作为区内地热系统的热储温度，为17 3.1 2 2 0.33.3.3循环深度温泉水的循环深度可用下式进行计算（周训等,2 0 17)：ti/-t o/H/m=h/m+(13)G/(/m)式（13)中：H为循环深度；h为恒温带深度，笔者等取30 m（白玉鹏，2 0 2 0）;t，为热储温度;t。为区内多年平均气温，取14.0；G为地温梯度，笔者等取7.84/10 0 m（白玉鹏，2 0 2 0）。经计算区内地热水的循环深度为2 0 59.7 2 6 6 1.1m。3.3.4温泉年龄氙是目前测定地下水年龄最常用的一种放射性同位素，从表6 可知，温泉水中的放射性同位素以贫氙为特征，氙浓度较小,最大为1.6 0.6 TU，说明区内地热水属于1952 年以前的“古水”（停滞水），更新循环能力差（顾晓敏，2 0 18）。为进一步判断区内温泉的年龄，本次对WQ01表6 研究区温泉水H、C测试分析结果Table 6 Analytical results of H and Cfor the hot spring water in the study area3Hw(4C)表观年Pearson模型样品(TU)(%）龄(a)校正年龄(a)WQ011.40.820.74130103291WQ021.0WQ031.60.6一96820233年论质地评泉眼的温泉水14C年龄进行了测定。测得其14C的放射性浓度为2 0.7 4%，表观年龄为13.0 1ka。由于区内温泉水热储层为三叠系碳酸盐岩地层，其14C浓度一般接近于0,在水岩作用的影响下，会对地热水中14C浓度产生稀释作用，从而产生一定的误差（袁利娟等，2 0 2 1），因此需要进行校正。本次研究主要采用基于13C质量平衡的同位素混合模型(Pearson，196 5）进行校正，其公式如下：1qAo(14)t=一In入AT式(14）中，t为地热水校正年龄；入=12.110-/a，为 4C衰变常数；A。为母核初始放射性浓度，取100%（Cl a r k a n d Fr i t z,1997）；A 为样品4C的放射性浓度。9为稀释因子，其公式为：S13CDIc-SlCecardq=(15)card式（15）中，8 13CDIc为地热水8 13测量值，为7.72%o;13Csoil为土壤CO，的13值，一般取-2 5%（王恒纯，1991），8 13Ccard为热储层中被溶解的方解石13值，笔者等取0%（袁利娟等,2 0 2 1）通过式（14）、（15）计算获得区内温泉的校正年龄为32 9 1 a BP3.3.5成因模式研究区处于上扬子古陆块与南盘江一右江前陆盆地的交汇部位，自古生代以来，经历了多期构造活动，区内的弥勒一师宗深大断裂不仅是上扬子古陆块与南盘江一右江前陆盆地两个构造单元的分界线，而且还是一条深及地壳下部硅镁层、切至上地慢的壳断裂（王砚耕等，1995）。新构造时期研究区主要处于来自北西西一南东东向的挤压应力场中（邓起东等，1979；谢富仁等，1993），受北西西一南东东向的挤压使弥